La cuenca de Bandung es una meseta rodeada por varias montañas y volcanes activos. La morfología de la cuenca se formó debido a la actividad tectónica y volcánica durante el Cuaternario. En la cuenca se depositaron gruesos sedimentos lacustres durante el Cuaternario tardío. Estos depósitos podrían ocultar varias fallas enterradas. La falla de Lembang está situada en la parte norte de la cuenca de Bandung, donde se encuentra la ciudad de Bandung. Administrativamente, esta cuenca se encuentra en la provincia de Java Occidental y está rodeada por varias montañas, que están asociadas a fallas cartografiadas (Figura 1). Bandung es una ciudad densamente poblada en Indonesia. Está rodeada de varias fallas que pueden ser fuentes potenciales de terremotos. En lo que respecta a la reducción del riesgo de catástrofes, es importante revelar la sismicidad de esta zona. Estudiamos las actividades sísmicas en torno a la falla de Lembang, la más conspicua de la cuenca.
Mapa de la zona de investigación en la provincia de Java Occidental. La falla de Lembang se encuentra en la parte norte de la cuenca de Bandung. El triángulo rojo es el volcán Tangkubanperahu. Esta figura está citada de Afnimar .
La formación de la falla de Lembang fue explicada por Dam . En el Cuaternario Temprano-Medio, se formaron las tierras altas de tendencia oeste-este con los volcanes más antiguos del complejo Burangrang-Sunda (incluido el volcán Tangkubanperahu), las crestas y picos volcánicos de la zona noreste de Lembang y la mayor parte del terreno volcánico entre Bandung y Sumedang. Tras la acumulación del volcán de Sunda, un colapso gravitacional, debido a la carga de enormes cantidades de depósitos volcánicos sobre sedimentos marinos dúctiles, provocó fallas de empuje y estructuras diapíricas en los estratos cercanos a la superficie de las laderas del pie norte (Van Bemmelen, ). El levantamiento asociado a las erupciones catastróficas de fallas sectoriales destruyó los conos volcánicos, mientras que la despresurización del principal depósito de magma dio lugar a una falla normal y a la formación de la falla de Lembang. Esta falla, con una impresionante escarpa, fue estudiada por Tjia , quien concluyó que se habían producido tanto desplazamientos por buzamiento más antiguos como por deslizamiento de golpe más jóvenes.
Un estudio paleosismológico reciente muestra varias evidencias de actividades cercanas al pasado de la falla. Este estudio concluyó que en los últimos 2 años, la falla de Lembang ha sido capaz de producir terremotos de magnitud ~ 6,8 y 6,6 a unos 2 y 0,5 años antes de Cristo respectivamente. En consecuencia, la falla puede ser capaz de desencadenar terremotos de magnitudes comparables en el futuro.
La cuenca de Bandung, como se ve en la (Figura 1), actuará para amplificar las ondas sísmicas si la falla de Lembang genera un terremoto. El nivel de amplificación depende del espesor de los sedimentos. La estructura de los sedimentos se ha investigado mediante el método de la matriz de microtremores, que ha demostrado que el subsuelo más profundo alcanza unos 3,5 km. La amplificación de las ondas sísmicas en la cuenca de Bandung fue simulada por Afnimar utilizando el método de Haskell.
Aunque el estudio paleosismológico de la falla de Lembang muestra evidencias de fallas significativas en el pasado, la sismicidad alrededor de la falla de Lembang es generalmente muy baja y en su mayoría no es percibida por la gente. El 21 de julio de 2011, un terremoto de M 2,9 y el 28 de agosto de 2011, un terremoto de M 3,3 (informe del BMKG) fueron los que, entre otros, fueron percibidos por la gente y provocaron daños puntuales en las casas de los alrededores de la zona de la falla, y fueron registrados por la red sísmica local alrededor de la falla. Hasta ahora, no se ha realizado una investigación sísmica detallada de la falla de Lembang. En este estudio, lo investigamos utilizando la reubicación del hipocentro (incluyendo la determinación de la velocidad 1-D) y el análisis del mecanismo focal.
Los datos
Una red sísmica temporal (Figura 2) ha sido desplegada alrededor de la falla de Lembang por BMKG desde mayo de 2010 hasta diciembre de 2011. Se han instalado cuatro sismómetros Taurus-Nanometrics en Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong y alrededor de Cibodas. A mediados de 2010, se trasladaron dos sismómetros de Parompong y Cibodas al volcán Tangkubanperahu (TKP) y a Ciater (ATR), para evitar los ruidos de las actividades agrícolas. Durante estos dos años, la red ha registrado unos 15 terremotos. En esta investigación sólo se analizarán los eventos que se originaron en los alrededores de Lembang.
Distribución de las estaciones sismográficas (triángulo rojo) alrededor de la traza superficial de la Falla de Lembang (línea roja).
En la (Figura 3) se muestra un ejemplo de la forma de onda sísmica registrada. La selección de la llegada de la onda P se basa en su inicio que es claramente visible en los sismogramas. Es más difícil encontrar el inicio de la onda S, especialmente en el sismograma de la estación MYN. Afortunadamente, las componentes horizontales de los sismogramas de las estaciones LEM, TKP y ATR muestran claros inicios de ondas S. La captación de las ondas S de estas tres estaciones podría servir de guía para encontrar la fase de las ondas S en el sismograma de la estación MYN. Hay una o dos fases observadas en la estación MYN antes de la llegada de las ondas S. Estas fases son probablemente producidas por reflexiones debidas a la complicada estructura al norte de esta estación.
Ejemplos de sismogramas del evento del 3 de septiembre de 2011. De arriba a abajo, sismogramas registrados en las estaciones LEM, TKP, ATR y MYN.
Métodos
El primer paso que debe realizarse en el análisis de un terremoto es la determinación de su localización. La localización de un terremoto incluye una posición geográfica, una profundidad y una hora de origen. El tiempo de origen puede determinarse utilizando lo que se llama un diagrama de Wadati . El resultado del diagrama de Wadati es una de las entradas del método de inversión de gradiente que se suele utilizar para localizar un evento. Esta es la razón por la que este método se utiliza a menudo como determinación de un solo evento (SED). La estructura de velocidad utilizada en este paso se adivina a partir de las estructuras geológicas alrededor de la falla de Lembang. Este método de inversión fue introducido y aplicado por primera vez por Geiger y se denominó método Geiger de localización de terremotos. El resultado del método SED debe recalcularse debido a la heterogeneidad de la estructura alrededor de la falla de Lembang. Douglas propuso por primera vez un método de localización conjunta del hipocentro (JHD) para tener en cuenta el tiempo residual en todas las estaciones (corrección de la estación) causado por la heterogeneidad de la velocidad de las ubicaciones de las estaciones. Kissling et al. ampliaron el método JHD incluyendo un modelo de velocidad 1-D como parámetro en la inversión.
Para estimar el mecanismo del terremoto, la inversión del tensor de momento desarrollada por Kuge se aplica en esta investigación para estimar el mecanismo del terremoto. La solución óptima del tensor de momento se alcanza mediante el mejor ajuste entre la observación y las formas de onda sintéticas a través del proceso de inversión. Las formas de onda sintéticas se calculan mediante el método de reflectividad extendida desarrollado por Kohketsu. La estructura de velocidad en la que se calcula la forma de onda sintética es el resultado del modelo de velocidad 1-D del JHD. Las formas de onda de velocidad de observación se cortan desde el inicio de la onda P hasta el pulso de la onda S (ventana de 5 a 10 s) y se filtran en 0,075-0,25 Hz utilizando SAC. En ocasiones, en el caso de eventos pequeños, las formas de onda de velocidad de un evento se integran para obtener las formas de onda de desplazamiento para reducir el patrón de timbre. Mostramos las salidas originales relacionadas con el evento de mayor magnitud (Figura 4) y con el de menor (Figura 5). El ajuste entre las formas de onda de observación y las sintéticas para todos los sucesos varía, lo que se identifica por el valor de la varianza (véanse las figuras 4 y 5). Aunque los valores de varianza varían, las formas de onda sintéticas siguen cubriendo la tendencia de las de observación. Las formas de onda de observación registradas en la estación TKP parecen ruidosas y no se ajustan bien a las formas de onda sintéticas. Incluso algunos eventos, por ejemplo el evento de la (Figura 5), las formas de onda de observación no pueden ser identificadas en esta estación. La razón debe ser causada por la heterogeneidad de la estructura alrededor del volcán Tangkubanperahu.
La salida completa de la solución del tensor de momento del evento del 28 de agosto de 2011 (terremoto de mayor magnitud). Las líneas negras son formas de onda de observación y las rojas son las de cálculo.
La salida completa de la solución del tensor de momentos del evento del 22 de septiembre de 2011 (terremoto de menor magnitud). Las líneas negras son formas de onda de observación y las líneas rojas son las de cálculo.
Localización del terremoto y mecanismo focal
Los hipocentros SED reubicados obtenidos mediante el método JHD para todos los eventos enumerados en (Tabla 1) y sus soluciones de doble par de los resultados del tensor de momentos enumerados en (Tabla 2) se representan en (Figuras 6 y 7). La mayoría de ellos parecen tener relación con la falla de Lembang. Sólo dos eventos muy superficiales (a una profundidad inferior a 5,0 km) están situados en la parte oriental y, por tanto, es poco probable que tengan relación con la falla de Lembang.
Mecanismos focales de todos los eventos. El número que aparece encima de cada globo de playa es el número de evento que aparece en la (Tabla 2). Los puntos rojos son la distribución de los epicentros y los triángulos rojos son las ubicaciones de las estaciones sísmicas. La línea sólida roja es la traza superficial expuesta de la Falla de Lembang, mientras que la línea discontinua roja es una posible extensión de la Falla de Lembang y la línea discontinua azul es otro segmento hipotético de la Falla de Lembang.
Sección transversal de todos los mecanismos focales a lo largo de la línea AB (izquierda) y a lo largo de la línea CD (derecha) en (Figura 6 ). La línea discontinua roja es una posible extensión de la Falla de Lembang, mientras que la línea discontinua azul es otro segmento hipotético de la Falla de Lembang, y la línea sólida roja está relacionada con la Falla de Lembang.
Los eventos relacionados con la falla de Lembang sugieren fuertemente que esta falla tiene una cinemática lateral izquierda con un ligero componente de confianza. El movimiento vectorial NNE de la placa australiana (por ejemplo) podría haber sido responsable de la reversión cinemática de la falla de Lembang tras su movimiento gravitacional vertical inicial. El movimiento inicial del segmento oriental de la falla podría haber sido desencadenado por la erupción cataclísmica del volcán de Sunda, como explica Van Bemmelen , y el del segmento occidental por la erupción cataclísmica del volcán Proto-Tangkubanperahu, como deducen Nossin et al. pero los movimientos subsiguientes deberían haber sido desencadenados por la lenta acumulación de tensión del movimiento NNE de la placa australiana. Podría deducirse aquí que, aunque la falla de Lembang se formó cinemáticamente como una falla normal, se ha revertido cinemáticamente a una falla de deslizamiento de golpe lateral izquierdo con un componente de confianza (deslizamiento de buzamiento). Esto podría ser una explicación para la aparición de líneas de deslizamiento con componente horizontal reportadas por Tjia (1968).
La traza superficial ampliamente reconocida de la falla de Lembang se extiende por unos 15 km en el ESE – WSW (Figura 1) con un rumbo de ~ N282°E. Los eventos 2, 3, 4, 5, 8 y 9 se distribuyen en un área al oeste de esta conocida traza superficial de la Falla de Lembang (Figura 6). Dado que los hipocentros de estos eventos se encuentran a cierta distancia de esta traza superficial, a primera vista parecen no estar relacionados con la falla de Lembang. Sin embargo, los ejes de los planos de falla designados (I) en la (Tabla 2) son bastante coherentes con el eje de la falla de Lembang. Su distribución vertical a lo largo de la sección transversal AB indicada en la (Figura 7) también se alinea bien con una posible extensión hacia el oeste de la falla de Lembang, asumiendo el buzamiento casi vertical que es consistente con los planos de falla estimados. Por estas razones, interpretamos que estos eventos están relacionados con la falla de Lembang. Esto implica que la falla de Lembang se extiende al menos 10 km más hacia el oeste de lo que se deduce de su trazado en superficie. En consecuencia, debería haber una línea de falla que se extiende ligeramente hacia el oeste desde el punto final de la falla de Lembang. Esta línea podría estar conectada a la línea de falla de Lembang existente y morfológicamente no expuesta (línea de guiones en la Figura 6), o se trata de un segmento diferente de la falla de Lembang. Basándose en la cartografía regional de las características morfológicas, Horspool et al. notificaron que en el extremo occidental, la línea de falla está ligeramente enganchada hacia el sur mostrando una forma de cola de caballo. En el extremo sur de esta forma de cola de caballo, otra posible línea de falla se extiende casi paralela a la falla de Lembang donde al norte de esta línea se distribuyen los eventos 2, 3, 4, 5, 8, 9. Por lo tanto, simplemente interpretamos que esos eventos estaban relacionados con esta línea que es probablemente otro segmento de la falla de Lembang. A partir de estos eventos, también podemos establecer la geometría de la falla de Lembang. El rumbo medio es de unos 277°, lo que no difiere mucho de la línea de tendencia de la superficie de 282°, el buzamiento es de unos 85° y la inclinación es de unos 35°.
El resultado de la medición por GPS del acimut de deslizamiento de la placa australiana arrojó una dirección media de ~ N20-21°E. Como la tendencia general de la falla de Lembang es de N282°E (Figura 8), la posible cinemática de la falla debería tener un componente lateral izquierdo. La dirección general del eje de presión de todos los eventos distribuidos en la parte occidental de la falla de Lembang evidencia esta idea. La dirección media de esos eventos es una falla oblicua a la izquierda con un eje de presión medio de N 225,3° E. Esto puede explicar el desarrollo de la característica de la forma de cola de caballo entre la línea de falla de Lembang existente y la línea adicional propuesta como un jog transtensional. En la (Figura 9) se presenta una nueva geometría esquemática de la falla de Lembang.
Componentes horizontales de los vectores de presión (par de flechas que apuntan hacia fuera) y de tensión (par de flechas que apuntan hacia dentro).
Una geometría esquemática modificada de la Falla de Lembang.
Los eventos ocurridos en la parte oriental de la falla de Lembang se distribuyen en un área en la que se había desarrollado una estructura de graben durante la erupción cataclísmica del volcán Sunda en torno a 0,2-0,18 Ma . Un par de fallas orientadas al E-O en el norte y en el sur bordean esta fosa. El límite sur se reconoce entonces como el segmento oriental de la falla de Lembang. Esta estructura geológica inicial influye en la posterior evolución tectónica local, como indican los eventos 1, 6 y 7. Los mecanismos focales de estos eventos, particularmente los eventos 1 y 7, sugieren un aparente componente de falla normal (colapsos gravitacionales). Los eventos 1 y 7 podrían estar relacionados con el fallamiento de fallas menores en la zona de la fosa al norte de la falla de Lembang. Debido a su posición (Figura 7) y a su mecanismo focal, el evento 6 podría estar relacionado con la parte oriental de Lembang. El componente lateral izquierdo del evento 6 es consistente con los eventos distribuidos al oeste de la falla de Lembang y, por lo tanto, sugiere fuertemente la cinemática lateral izquierda de la falla de Lembang.
Estructura de la velocidad
La estructura 1-D que incluye las velocidades de las ondas P y S (Tabla 3) obtenidas del método JHD se presenta como gráficos de Profundidad vs. Velocidad (Figura 10). La interpretación se da en esta figura. Se pueden distinguir tres capas en el gráfico de Vp, es decir, valores de Vp altos en profundidades superiores a 6 km, con la excepción de la de 18 km, Vp moderados en profundidades de ~6 a ~0,75 km, y Vp bajos en profundidades inferiores a 0,75 km. Los valores de Vp alta, moderada y baja son superiores a 4,0, 3,0-4,0 y 2,0-3,0 km/s respectivamente. En el gráfico de Vs se distinguen dos capas: Vs alta en profundidades superiores a 6 km y Vs baja en profundidades inferiores a 6 km. El rango de valores de Vs alto y bajo es superior e inferior a 2,5 km/s respectivamente. Se pueden distinguir dos capas del gráfico Vp/Vs, es decir, Vp/Vs alto en profundidades superiores a 0,75 km y Vp/Vs bajo en profundidades inferiores a 0,75 km. El rango de valores altos y bajos de Vp/Vs está por encima y por debajo de 1,5, respectivamente. En consecuencia, la configuración de la estratigrafía alrededor de la falla puede deducirse que está compuesta por tres capas, es decir, Vp/Vs alto con Vp y Vs altos en la parte inferior (menos de 6 km), Vp/Vs alto con Vp moderado y Vs bajo en la parte media (6 – 0,75 km), y Vp/Vs bajo con Vp y Vs bajo en la parte superior (menos de 0,75 km). El límite superior de esta capa se encuentra probablemente a una profundidad de entre 0,5 y 1 km, indicada por los descensos prominentes de Vp/Vs y Vp. Se supone que este límite está a 0,75 km. El límite inferior se encuentra probablemente a una profundidad de entre 5 y 8 km, tal y como indican los importantes descensos de Vs y Vp. Se supone que este límite inferior está a 6 km. Los Vs son relativamente bajos en las capas superior y media con una sutil fluctuación.
Gráficos de Vp/Vs, Vp y Vs, capas interpretadas en base a Vp/Vs, Vp y Vs (colores grises) y su comparación con la estratigrafía general de la zona de estudio.
Un bajo Vp/Vs con un bajo Vp en la capa superior puede correlacionarse con una gran relación de aspecto del contenido de agua en los poros de las rocas. Takei informa que los poros llenos de agua tienen un efecto diferente sobre la velocidad sísmica y la relación de Poisson, que depende de la forma de los poros. Los poros llenos de agua con una relación de aspecto pequeña disminuyen la velocidad sísmica al aumentar la relación de Poisson. Los poros llenos de agua con una relación de aspecto grande, sin embargo, pueden reducir la relación de Poisson ligeramente con la disminución de la velocidad sísmica. Desde esta perspectiva, un Vp/Vs alto con un Vp moderado y un Vs bajo en la capa media puede indicar una menor relación de aspecto del contenido de agua de esta capa en comparación con la de la capa superior. Un Vp/Vs más bajo con un Vp y Vs altos en la capa inferior puede indicar una menor relación de aspecto del contenido de agua comparado con el de las capas media y superior.
En comparación con la geología general del área de estudio (Figura 11), la capa superior debería representar la capa volcánica del Cuaternario. Las capas media e inferior deberían representar la capa sedimentaria terciaria o el basamento según Satake y Harjono .
Un mapa geológico modificado de Sunardi& Kimura y Horspool et al . (2011). La línea de falla de Lembang fue identificada por Horspool et al. (2011) basándose en las características morfológicas en el modelo de elevación digital SRTM de aproximadamente 90 m de cuadrícula, mostrando una longitud de más de 30 km excluyendo el segmento identificado en este estudio. El perfil estratigráfico longitudinal esquemático norte-sur de la cuenca de Bandung y su área adyacente inferido a partir del mapa geológico, mostrando las unidades rocosas cuaternarias y precuaternarias y su límite a aproximadamente 1 km de profundidad.
Las correcciones de estación obtenidas a partir del método JHD se tabulan en (Tabla 4). Se observa que las correcciones negativas de las estaciones en el LEM se producen en el lecho de roca y las positivas en las rocas sedimentarias o de meteorización. Esto significa que las ondas llegaron antes a las estaciones sobre roca madre que a las de rocas sedimentarias o meteorizadas. Pujol obtuvo una corrección del valor negativo relacionada con las anomalías de alta velocidad y viceversa a partir de los datos de la secuencia de Loma Prieta, California, que se produjo tras el choque principal. Nuestro resultado muestra una indicación similar a la de Loma Prieta. El valor negativo en LEM está relacionado con el afloramiento de roca ígnea (anomalías de alta velocidad) a lo largo de la falla de Lembang. Los valores positivos en TKP, MYN y ATR están relacionados con la zona volcánica (anomalías de baja velocidad).
Conclusiones
A partir de esta investigación, se ha revelado la estratigrafía del área de estudio basada en Vp, Vs y Vp/Vs, que consta de tres capas. Desde el punto de vista de la relación de aspecto del contenido de agua, la capa superior con bajo Vp/Vs, bajo Vp y bajo Vs está compuesta por rocas con la mayor relación de aspecto del contenido de agua. La capa inferior con alto Vp/Vs, alto Vp y alto Vs se compone de rocas con la menor relación de aspecto del contenido de agua. En comparación con la geología general de la zona, la capa superior debería representar la capa volcánica del Cuaternario, y las capas media e inferior deberían representar la capa sedimentaria del Terciario.
El mecanismo de origen de los terremotos a lo largo de la falla de Lembang es la falla lateral izquierda. Todos los eventos occidentales están probablemente relacionados con un nuevo segmento de la falla de Lembang. Este nuevo segmento puede haberse desarrollado por la presión de la placa australiana, como indica el rasgo de la cola de caballo. Dos eventos orientales poco profundos están relacionados con las fallas menores y son causados por un colapso gravitacional.